青藏高原是全球最典型的碰撞造山带，其形成主要经历了古生代-中生代小陆块拼合以及新生代印度与欧亚大陆碰撞两阶段(如Dewey et al., 1988; Yin and Harrison, 2000; Zhu et al., 2012)，其中新生代大陆碰撞造就了现今仍在隆升的高原。已有关于隆升高原的各种构造模型多是基于新生代变形信息建立的(如England and Houseman, 1989; Tapponnier et al., 2001; Wang et al., 2008)，对早期拼合阶段的构造变形关注明显不足。事实上，早期变形奠定了高原格架，晚期变形是对早期构造的继承和叠加，因此缺少古生代-中生代变形资料而建立的模型很可能存在误判。本文在收集区域地质资料的基础上，选取三江北段东莫扎抓矿区重点解剖，通过详细构造-岩相填图，重新厘定了矿区地层系统及构造变形框架，恢复了矿区二叠纪以来构造变形序列，为区域变形及演化提供了新资料；同时，详细构造解剖也是构建矿区成矿模型的基础。

三江北段西起阿尔金断裂，东至玉树、甘孜，主要由松潘甘孜地块、北羌塘地块及其间的金沙江缝合带组成(图 1，如潘桂棠和丁俊，2004)。两地块在印支期已完成拼合，形成一个整体，较完整地记录了古特提斯洋盆的演化过程。新生代时三江北段已成为青藏高原碰撞造山带的重要组成部分，遭受了印-亚大陆碰撞的叠加影响。因而，三江北段的构造演化可分为印支期古特提斯洋陆转换和中生代及其后的陆内演化两个阶段。

图 1

Fig. 1

图 1 青藏高原大地构造简图(据Spurlin et al., 2005；侯增谦等，2008) Fig. 1 Sketch tectonic map of the Tibetan collision belt (after Spurlin et al., 2005; Hou et al., 2008)

洋陆转换阶段北羌塘地块上主要沉积有石炭纪-三叠纪碎屑岩、碳酸盐岩组合，从二叠纪开始火山活动增多，碎屑岩中夹有大量基性-中性-酸性火山岩(Yang et al., 2011)；在松潘甘孜地块上则发育三叠纪深海-半深海的复理石建造(青海省地质矿产局，1997)。该套岩石变形强烈，形成直立紧闭-等斜褶皱，枢纽近水平，走向稳定，为北西西向。挤压事件发生在三叠纪末，与古特提斯洋盆闭合有关(Yang et al., 2012)。

侏罗纪地层在三江北段出露较少，在羌塘盆地腹地主要为一套海相碎屑岩、碳酸盐岩沉积序列(赵政璋等，2001)，变形以开阔直立水平褶皱和斜歪水平褶皱为主，图面上为大型复背斜和复向斜，显示一定的隔挡式组合特征，其动力学机制推测与班公湖-怒江洋盆的闭合有关(和钟铧等，2003)。

新生代三江北段主要发育陆相红色碎屑岩沉积，岩石分布局限，与下伏地层多呈角度不整合或断层接触。受印-亚大陆碰撞影响，古近系变形机制以收缩应变为主，发育大型挤压构造。1985年中英地质考察队发现二道沟地区的中生代地层逆冲至始新世红层之上，逆断层北西西走向，断面变化较大，南倾、北倾都有，称风火山逆冲褶皱带(Coward et al., 1988；Dewey et al., 1988)。Leeder et al.(1988)认为这期逆冲作用与风火山附近的新生代沉积密切相关。Spurlin et al.(2005)发现囊谦-玉树一带新生代地层受数条逆冲断层控制，厘定出该区早期逆冲与稍晚期走滑两种构造作用。李亚林等(2006)认为唐古拉山北坡也存在一套大型逆冲推覆构造，由一系列北西-北西西走向的逆冲断层和褶皱构造组成(Li et al., 2012)。

从东莫扎抓一带四幅1:25万地质图可以看出(图 2)，该区断层系统特别发育，主要为北西走向，与区域构造线走向一致。除边界大断裂外，小断层间以“人”字形首尾相接，呈紧闭的辫状分布。断裂切过始新世地层和岩浆岩，说明活动时间晚于始新世。笔者等按照地层层序和产状标识出褶皱轴迹，发现该区褶皱系统尤为发育，以石炭纪和三叠纪地层中最甚。轴迹弯曲明显，形态有“S”型、“Z”型，甚至“C”型，说明了叠加作用的影响。在断裂密集区，轴迹较平直，呈北西走向，与断裂平行，两者相间排布。

图 2

Fig. 2

图 2 三江北段东莫扎抓一带地质图(底图据青海地质调查院，2006a①，b②；西安地质矿产研究所，2005③；西藏自治区地质调查院，2006④) Fig. 2 Sketch tectonic map of the Tibetan collision belt (after Spurlin et al., 2005;Hou et al., 2008)

①青海地质调查院.2006a.125万杂多幅区域地质调查报告

②青海地质调查院.2006b.125万治多幅区域地质调查报告

③西安地质矿产研究所.2005.125万玉树幅区域地质调查报告

④西藏自治区地质调查院.2006.125万囊谦幅区域地质调查报告

相对于古近系，新近系分布更为局限，为陆相山间盆地碎屑沉积，不整合覆盖于上述所有地层之上，岩层平缓，受构造活动影响较少(Wu et al., 2008)。

东莫扎抓矿床已有大量地球化学数据来约束成矿物源及成矿过程(刘英超等, 2009, 2010；田世洪等, 2011a, b)，但是基础地质工作严重欠缺。1:25万治多幅地质图在东莫扎抓矿区附近粗略划分出中-下二叠统诺日巴嘠日保组和九十道班组(青海地质调查院, 2006b)，青海地质调查院对矿区1:1万地质图草测时将九十道班组灰岩解体出中二叠统尕笛考组灰岩段和上三叠统波里拉组灰岩段，认为矿区地层由尕笛考组、甲丕拉组和波里拉组组成(李善平等，2011)。

通过构造-岩相填图，结合最新锆石年龄结果(Yang et al., 2011)，我们重新厘定了矿区地层，将李善平等(2011)原划分尕笛考组的地段厘定为九十道班组和那益雄组。从而认为除了沿河谷分布的第四系未固结沉积物，矿区出露4套地层系统：中-下二叠统九十道班组灰岩、上二叠统那益雄组火山碎屑岩、上三叠统结扎群甲丕拉组紫红色砾岩夹火山碎屑岩、上三叠统结扎群波里拉组纹层状碎屑灰岩(图 3)。二叠系与三叠系之间为角度不整合接触。新的地层系统划分方案为矿区构造分析奠定了基础，其分布特点显示出完全不同于前人认识的构造样式。

图 3

Fig. 3

图 3 东莫扎抓矿区地质图 Fig. 3 Geological map of the Dongmozhazhuo deposit

九十道班组主要分布在矿区中南部，主要为生物碎屑灰岩、微晶灰岩，见海百合茎、有孔虫等化石(图 4a, b)。下部为厚层块状灰岩，上部见一层薄层灰岩夹硅质岩，向上过渡到那益雄组。薄层灰岩褶皱复杂，见锯齿状的缝合线构造；厚层灰岩由于层面不明显、标志层不发育，无法恢复其内部构造形态，只表现为严重破碎。薄层灰岩中见有大量树枝状、团块状干沥青，厚层灰岩中含硅质团块。硅质岩及薄层灰岩由于保存很好的层理，野外极易鉴别，因而被我们在的矿区填图中作为构造标志层。

图 4

Fig. 4

图 4 东莫扎抓矿区化石及沉积构造 a)-九十道班组中的有孔虫化石；(b)-九十道班组中的有孔虫化石；(c)-那益雄组含砾杂砂岩中的海百合碎屑；(d)-那益雄组硅质岩中的槽模 Fig. 4 Fossils and sedimentary structure in the Dongmozhazhuo deposit

那益雄组主要出露在矿区南部的东西两侧，为一套成熟度较低的碎屑岩，局部夹中基性火山岩，整合覆盖在九十道班组之上，被三叠纪甲丕拉组和波里拉组不整合覆盖。碎屑岩多灰绿色、紫红色，岩性主要有含砾杂砂岩、长石砂岩、凝灰质粉砂岩、泥岩、生物碎屑灰岩。本组相变较大，在矿区西北部多安山岩、凝灰岩、集块岩，安山岩中杏仁体发育，向上火山质含量减少，泥质、钙质成分增多；矿区西南部的含砾杂砂岩中包含有砾屑灰岩透镜体，厚层状，砾屑多泥质、钙质，棱角明显，平行层面有定向。含砾杂砂岩中含有海百合茎(图 4c)。局部见砂岩的超覆现象，黑色石英粉砂岩中含有植物化石。另外，该组砂岩中含有海绿石，所夹硅质岩中发育槽模(图 4d)，反映了200m的水深环境，说明该组沉积时的海平面变化。

甲丕拉组主要呈狭窄条带状，不整合于二叠系之上，被波里拉组整合覆盖。底部为紫红色砾岩，砾石成分有石英细砂岩、灰岩，磨圆良好，大小不一。杂基支撑，见长石石英砂、岩屑等。局部见岩屑凝灰岩、流纹斑岩等中酸性火山岩，流纹斑岩中含石英砂岩的捕虏体。石英细砂岩中见羽状交错层、冲刷面等原生沉积构造。波里拉组砂屑灰岩分布在矿区中部，整合在甲丕拉组之上，另外，矿区北侧还有一部分条带状分布在逆冲断层上盘，为灰-深灰色中-厚层灰岩，底部砂屑成分高，向上生物藻类明显增多，形成纹层状灰岩。

东莫扎抓矿区岩性出露较全，构造现象丰富，受多期区域演化影响，矿区构造变形呈现出明显的叠加改造特征。其中，晚期的断裂系统限定了现今矿区构造格架，矿区北部、呈向北突出的弧形F₁逆冲断层，将矿区划分成上盘、下盘两部分(图 3)。逆断层上盘为晚三叠世甲丕拉组和波里拉组，岩层整体向北倾，倾角从20°到76°不等；而逆断层下盘地层变形明显比上盘复杂，发育叠加褶皱和多条断裂。

F₁逆冲断层发育在矿区北侧(图 3)，整体呈弯曲弓状，由东西向逐渐转为北西-南东向，显示向北突出的弧形。断层在矿区西部分为南北两段，表现为叠瓦状逆冲。主要为三叠系向南逆冲至二叠系和三叠系之上，受断裂作用影响，断层带附近岩性有明显缺失。

图 5

Fig. 5

图 5 东莫扎抓矿区北西向逆断层F1及伴生构造 (a)-北西向逆断层露头，围岩为波里拉组灰岩；(b)-断层带中的角砾岩，可见角砾叠瓦状排列；(c)-F2逆断层；(d)-F2断层上盘的追踪张节理；(e)-Sf1走滑断层；(f)-Sf1走滑断层上的方解石脉 Fig. 5 The F1 thrust fault and its associated structures in the Dongmozhazhuo deposit

断层表现为多个断面叠瓦状排布，主断层面较平直，倾角在40°~50°之间，为高角度逆冲断层(图 3F₁产状投影，图 5a)，发育3~5m的破碎角砾岩带，角砾定向明显。褐铁矿化发育，使得断层带附近呈火烧皮的黄褐色。对断层角砾岩进行显微观察，发现角砾成分混杂，有砂质、泥质、钙质等，暗示断层位移量较大，将不同层位的岩石都碾碎运移在同一断面附近；角砾定向良好，局部发育成叠瓦状(图 5b)。

断层上盘挤压现象丰富，出现密集劈理带、挤压透镜体等。沿密集劈理的位移量达到一定距离时劈理发展成次级断面，次级断面产状不稳定，岩层沿次级断面逆冲时其应变部分被垂直的劈理分解，使得次级断面倾角变陡，可达70°以上。受岩石能干性影响，沿断层走向断面也有波状起伏，局部断面有65°∠38°、355°∠28°。

矿区F₁断层在治多幅1:25万地质图上显示整体为北西向(300°左右走向)大型断裂带，断层长度>50km，卷入地层除二叠系、三叠系以外，还包括始新世沱沱河组和色的日斑状二长花岗岩青海地质调查院,2006b)。对矿区东南10km东莫达地区考察表明，逆断层表现为晚三叠世波里拉组灰岩逆冲至二叠纪碎屑岩之上，中间有被压扁的沱沱河组红色砾岩，后者原不整合在二叠纪碎屑岩之上。强烈挤压使原平缓的砾岩层产状近直立，形成紧闭向斜。这一始新世地层被逆断层强烈改造的现象说明逆断层的形成晚于始新世。治多幅1:25万地质图表明，逆断层向西北延伸至纳日贡玛地区，始新世色的日斑状二长花岗岩(K-Ar年龄：41.8Ma, 青海地质调查院, 2006b)向南逆冲至二叠纪碎屑岩上，说明逆冲晚于41Ma。

F₂逆断层：东西向分布在矿区西部，走向长度>3km，向东与F₁逆冲断层相接(图 3)。主要发生在晚二叠世那益雄组内部，局部以Sf₁走滑断层与三叠纪波里拉组接触。该断层主要表现为那益雄组泥沙质碎屑岩和灰岩透镜体逆冲至火山质碎屑岩之上，最明显标志是断层北侧内的灰岩透镜体孤岛状北倾(图 5c)，这一点在下述剖面A-B上的Tb067点处最典型。逆断层上盘灰岩中挤压成因的节理和追踪张节理大量出现，张节理“之”字形(图 5d)，延伸2m左右。由于植被覆盖，断裂详细运动学特征不清。

Sf₁走滑断层：断层发育在那益雄组与其上覆的波里拉组及下伏的九十道班组间，北起F₂逆断层，近南北走向3.2km后延伸出矿区，北段主要表现为甲丕拉组的缺失，南段那益雄组砂岩和九十道班组灰岩接触部位断面清晰，显示波状走向，局部断面产状287°∠73°(见图 3 Sf₁产状投影)，擦痕明显，以45°向北侧伏(图 5e)，说明了右行走滑的特征。断层带宽约0.5m，物质组成除破碎角砾外，还见有约0.1m宽的粗晶方解石脉，脉体晶簇对壁生长，包裹有多条围岩角砾(图 5f)，反映出多期次张裂活动。

Sf₂走滑断层：北起F₁逆冲断层，向南消失在九十道班组灰岩中，长约2km。主要表现为那益雄组和波里拉组间甲丕拉组的缺失。断层切断早期褶皱走向，显示左行走滑特征，与Sf₁走滑断层一起造成了矿区中部波里拉组的向南挤出。

该断层位于矿区东南，表现为二叠纪九十道班组灰岩逆冲到三叠纪甲丕拉组碎屑岩之上。断层总体呈半圆弧状弯曲，近南北向延伸，总体长度约1.5km (图 3)。北东段逆冲位移量明显减少，最终转为甲丕拉组与二叠系的正常不整合接触。断面随断层走向而变化，在南侧分支南西倾，局部断面产状215°∠40°、248°∠55°(见图 3 F₃产状投影)。

逆冲现象以Tb061、Tb062处(位置见图 3)最为典型。在Tb061处南倾的山坡上分布若干孤立灰岩露头，灰岩块体和下部中薄层含砾杂砂岩间为逆冲断面(图 6a)。逆断面上灰岩劈理显示出上盘上升的牵引构造；断层上盘灰岩碎裂，破碎带宽约2m，断面附近叠瓦状构造明显，向上则为菱形破碎(图 6b)，局部叠瓦状碎块与菱形碎块间发育构造透镜体；菱形块体之上的灰岩较完整，总体呈远离断面变形变弱的特点。

图 6

Fig. 6

图 6 近南北向逆冲断层F3 (a)和断层上盘菱形破碎(b) Fig. 6 The north-south trend thrust fault F3 (a) and diamond-shaped breccias on hanging wall (b)

作为本区的构造标志层，九十道班组顶部薄层灰岩的分布清晰显示了图面级褶皱叠加样式(图 3)。该褶皱发育在矿区中南部(f₁褶皱)，核部地层为九十道班组块状灰岩，翼部地层依次为九十道班组顶部薄层灰岩、硅质岩、那益雄组碎屑岩。背斜轴迹总体走向NW，但局部发生弯曲，形成东西向褶皱；在地质图尺度上灰岩整体呈蛇曲状出露于碎屑岩中(图 3)，干涉式样显示为穹隆-新月-蘑菇型的叠加类型2(Ramsay and Huber, 1987)或Ghosh et al.(1992)的第三类叠加类型；立体则为弯曲蛇状形态。

这种褶皱构造在剖面图上表现明显。我们沿干贝沟、昂刮沟开展了详细的考察，其构造剖面如图 7所示。从A-B剖面上看，那益雄组碎屑岩在南北剖面上表现成翼间角在30°左右的紧闭褶皱，波长约300m，枢纽倾伏在10°~40°之间，轴面从直立-斜歪不等，属于直立-斜歪的倾伏褶皱。露头尺度上变形受岩性制约明显。当能干层夹于软弱层中间时，呈紧闭褶皱，甚至“无根钩状褶皱”；单独出现时，会出现一系列小型逆冲断层、小型挠曲等来调节应变。另外，岩层厚度对变形也有明显影响。集块岩厚度大，岩石只表现出碎裂特征；中薄层细粒杂砂岩则显示紧闭褶皱形态；凝灰质粗碎屑岩只见密集劈理，看不出褶皱形态。

图 7

Fig. 7

图 7 矿区A-B-C剖面图 圆圈为褶皱投影, 实线为两翼产状, 虚线为轴面产状, B代表枢纽 Fig. 7 The A-B-C profiles of deposit area

从B-C剖面上看，岩石变形可分为四个区段。从起点至Tb135处出露那益雄组碎屑岩，东西走向上表现成翼间角在50°~80°左右的开阔褶皱，波长200~300m，枢纽倾伏在2°~25°之间，轴面倾角在30°~65°之间，属于斜歪的水平褶皱；在Tb135至昂刮沟沟口，岩性多变，碎屑岩和灰岩交替重复出现，在薄层灰岩中褶皱形态清楚，见直立褶皱、倒转褶皱、平卧褶皱等多种类型，露头尺度上多波长在5~50m间的短波寄生小褶皱；昂刮沟口至Tb061处为厚层灰岩发育区，褶皱形态不清晰，小型逆冲断层和压性劈理普遍，挤压活动沿灰岩层面发育缝合线构造，溶蚀后形成瘤状、锯齿状层面；Tb061至剖面终点，为三叠纪甲丕拉组主要出露区，表现为宽缓水平褶皱。

剖面上层理产状投影分布无规律，显示多个极密中心，说明了叠加作用影响。南北向A-B剖面上的紧闭倾伏褶皱反映了被叠加改造的特征。近东西向B-C剖面的四个区段显示了叠加变形的差异：起点至Tb135处的水平褶皱显示为未遭明显叠加的晚期次生褶皱；Tb135至昂刮沟沟口的短波寄生小褶皱枢纽倾角多变，反映了叠加褶皱褶轴转折端的特征；昂刮沟口至Tb061处为厚层灰岩区应该是早期褶皱的平缓翼，叠加之后显示出类似鞘褶皱的平卧形态，故平面上褶皱形态不清晰；Tb061至剖面终点的甲丕拉组碎屑岩区则反映了晚期褶皱的变形特征。

叠加褶皱在露头规模上也十分发育，特别是在岩石较均匀、标志层不发育的那益雄组地层出露区，可与图面级及剖面反映的褶皱形态互相佐证。叠加褶皱的枢纽相交处发育倾伏、倾竖褶皱(图 8d)；倒转背斜的正常翼发育宽缓的穹窿式背向形(图 8b)，倒转翼则发育轴面直立的倾竖褶皱；垂直叠加褶皱的切面上，经常见到类似鞘褶皱的平卧褶皱，系早期寄生褶皱发生再弯曲而成(图 8e)。

图 8

Fig. 8

图 8 东莫扎抓矿区叠加褶皱变形式样 (a)-褶皱叠加干涉式样；(b)-两期褶皱枢纽相交处的穹窿状宽缓背向形；(c)-早期褶皱的“Z”型不对称寄生褶皱；(d)-两期褶皱枢纽相交处的倾竖褶皱；(e)-叠加褶皱垂直切面图，岩石为那益雄组中薄层钙质粉砂岩，蓝线圈闭起来的是平卧褶皱 Fig. 8 The superimposed deformation pattern in the Dongmozhazhua area

上述构造要素的几何学关系及运动学特点表明，东莫扎抓矿区主要存在三套构造系统：叠加褶皱、北西向逆断层和近南北向逆断层。北西向逆断层呈向北突出的弧形，下盘岩石中发育两条运动方向相反的走滑断层，将下盘岩石分割成三个块体，中间块体向南挤出(图 3)。叠加褶皱的存在表明该区存在至少两期构造活动。除褶轴转折端部位，褶皱形态在南北剖面上表现为紧闭的倾伏褶皱，轴面直立-斜歪不等；在近东西向剖面上则为开阔近水平的斜歪褶皱，表明前者观察到的是已被叠加的早期褶皱，后者反映的是晚期褶皱形态。叠加褶皱主要见于北西向弧形逆断层的下盘，且反应晚期开阔形态的长轴主要为北西走向，与北西向逆断层走向相同，表明晚期褶皱与北西向逆断层同时形成。近南北向逆断层规模较小，可能是东西向挤压时局部收缩的产物，该断层切过厚层灰岩中的褶皱，说明其形成最晚。

上述分析表明，矿区主要经历了三期构造变形：第一期为枢纽近东西走向的褶皱构造；第二期北东向挤压形成北西向逆断层及开阔水平褶皱，同时造成早期褶皱枢纽弯曲，成为叠加褶皱；第三期近东西向挤压形成南北向逆冲断层。变形时代可以根据变形、未变形地层时代予以限定：矿区叠加褶皱主要发育在二叠纪地层，表明第一期挤压至少发生在二叠纪之后；第二期变形由逆断层切过41Ma岩体可知其发生在始新世晚期；第三期变形则晚于始新世。

资料表明三江北段构造变形记录可追溯到印支期(Harrowfield and Wilson, 2005; Reid et al., 2005)。受古特提斯洋盆闭合影响，北羌塘地块及松潘甘孜地块上三叠纪地层普遍发育北西西向紧闭褶皱(Yang et al., 2012)。收集到的地质图上轴迹弯曲现象在石炭纪-三叠纪地层中都有表现(图 2)，也说明早期褶皱的形成晚于三叠纪。矿区的第一期变形构造与印支期区域性近南北向挤压构造走向线一致，应该是印支期构造事件的响应。

新生代以来，受印-亚大陆碰撞的影响，三江北段地壳开始大规模缩短，一些石炭纪-三叠纪老地层逆冲到新地层之上，这些断层整体北西走向，个别断层甚至控制了新生代盆地沉积(Horton et al., 2002；周江羽等，2002；Spurlin et al., 2005)。逆冲断层可能在古新世就已经存在，但始新世末已停止活动(Spurlin et al., 2005)。除北西向挤压断层外，对4幅1:25万地质图(青海地质调查院, 2006a, b; 西安地质矿产研究所, 2005; 西藏自治区地质调查院, 2006)的分析表明该区还存在北西向褶皱系统。褶皱与逆断层的相间平行排布暗示两者是同一套构造应力作用的产物。矿区第二期构造形迹也于此时形成。

对囊谦盆地走滑断裂系的研究表明始新世挤压缩短变形随后被北西向走滑活动所取代(Spurlin et al., 2005)，走滑作用甚至造成断层附近的地层形成近南北向褶皱。交切关系较好的限定了走滑活动的时限，断层切穿37Ma的花岗岩体，但被始新世末地层覆盖。Spurlin et al.(2005)推测走滑活动与金沙江大规模走滑断裂相接，是印-亚大陆碰撞引起的侧向物质顺时针旋转的产物。矿区第三期南北向逆断层很可能是在这期走滑作用下九十道班组厚层灰岩与甲丕拉组碎屑岩之间应力调整的结果。

东莫扎抓矿区主要出露4套地层系统：二叠纪九十道班组、那益雄组、三叠纪甲丕拉组和波里拉组。北西向逆断层将三叠系逆冲到二叠系和三叠系之上，断层下盘二叠系与三叠系以不整合或南北向逆断层接触，二叠系中叠加褶皱明显。矿区第一期变形为东西向褶皱，与三叠纪末古特提斯洋盆闭合有关；第二期构造形迹为北西向逆断层，同时造成早期褶皱叠加，是始新世晚期印-亚大陆碰撞地壳缩短的产物，第三期近南北向逆断层可能形成于始新世末，与印-亚大陆碰撞引起的侧向旋转有关。